10. Városklimatológiai mérések, megfigyelések
10.5. Repülőgépes mérések
A városok megfigyelésére alkalmazott távérzékelési módszerek között a műholdak mellett a repülőgépes mérések is egyre nagyobb tért hódítottak az utóbbi néhány évtizedben. Ezt elősegítette a digitális technológiai elterjedése, a különféle műszerek – fényképezőgépek, sugárzásmérők – méretének és árának csökkenése, valamint mérési pontosságának javulása. Ma már a városklíma-kutatók is gyakran alkalmazzák expedíciós célokra a különféle
Városklimatológiai mérések, megfigyelések
repülőgépekre szerelt műszerek felvételeit. Ezek a műholdas méréseknél lényegesen jobb térbeli felbontásban állnak rendelkezésre. Felbontásuk függ a repülési magasságtól, nagyságrendileg néhányszor 10 cm-től 1-2 méterig terjed.
A látható tartományban készített légi felvételek, ortofotók segítségével tanulmányozható a beépítettség, a felszínborítottság, a vegetáció állapota. A korábban ismertetett városklíma-zónák lehatárolásához ez kiváló eszközként szolgál.
A hőmérsékleti infravörös tartományban készült felvételek alapján meghatározható a felszínhőmérséklet, ami alapján – a műholdakhoz hasonlóan, de azoknál lényegesen jobb térbeli felbontásban – vizsgálható a felszíni városi hősziget, illetve annak részletes struktúrája. A látható képekkel összevetve meghatározhatók azok a felszíni anyagok, beépítettségi típusok, melyek jelentős felszíni hőtöbbletet eredményeznek, vagy amelyek alkalmasak a hősziget-hatás mérséklésére.
A repülőgépes mérések hátránya a magas üzemeltetési költség, emiatt leginkább expedíciós méréseket végeznek ezzel a módszerrel, s ezért csak kevés időpontban áll rendelkezésre mérési adat. A módszer előnye viszont a műholdakkal szemben az, hogy felhőzet esetén is alkalmazható, amennyiben a repülőgép a felhőzet szintje alatt marad, és a műszerek onnan készítenek felvételeket a felszínről.
Magyarországon a közelmúltban Szegeden készültek repülőgépes felszínhőmérsékleti mérések a városi hősziget-jelenség detektálására (Rakonczai et al., 2009). 2008. július 29. és augusztus 14. között három alkalommal végeztek expedíciós méréseket a Szegedi Tudományegyetem kutatói. E mérések érdekessége az volt, hogy egyidejűleg mérték repülőgép fedélzetéről a felszínhőmérsékletet, személygépkocsival a léghőmérsékletet, illetve a város két mintaterületén 40 reprezentatív felszíntípussal rendelkező pontban kézi infravörös hőmérővel is rögzítették a felszín hőmérsékletét. Emellett a vizsgált területről légifotók is készültek. Ezáltal nemcsak a különféle módszerekkel detektált városi hősziget vizsgálatára nyílt lehetőség, hanem a felszínhőmérséklet és a léghőmérséklet összehasonlító elemzésére is.
10. 6. ábra. A 2008. augusztus 12-én Szegeden készített hőkamerás felvétel mozaikrészlete (Forrás:
http://www.otka.hu/otka-magazin/tamogatott-kutatasok/2009-ben-lezarult-projektek/koernyezeti-valtozasok)
Ellenőrző kérdések
1. Milyen osztályozást alkalmazhatunk a meteorológiai jelenségek horizontális mérete alapján?
Városklimatológiai mérések, megfigyelések
2. Milyen alapvető szempontok alapján jellemezhetők a városklimatológiai állomáshálózat mérőhelyei?
3. Milyen lehetőségek vannak a városi klíma mérésére?
4. Mikor használhatók a műholdas szenzorok mérései a városi klíma jellemzésére?
5. Jellemezze a szegedi mobil mérési programot!
Városklimatológiai mérések, megfigyelések
11. fejezet - A városi klíma jellemzői
Az egyedi nagyvárosi klíma létrejöttének alapja az emberi tevékenység, melynek hatására a különböző éghajlati elemek jelentősen módosulhatnak a települést övező természetes környezethez képest. E változások nem függetlenek egymástól, hanem szoros ok-okozati összefüggésben állnak. Ezeket az összefüggéseket a 11.1. ábra foglalja össze.
11.1. ábra. Az emberi tevékenység hatására létrejövő városi klíma jellegzetességei, az egyes éghajlati elemek között kialakuló ok-okozati összefüggések (Probáld, 1965 nyomán)
Látható, hogy az egész folyamat kiindulópontja az emberi tevékenység, melynek hatására sajátos, mesterséges felszín jön létre. Ennek jellemzője az, hogy igen változatos, kis területen belül hirtelen módosulhat, a különféle éghajlati paramétereket pedig jelentősen befolyásolja. A városban lehulló csapadék a mesterséges, nem vízáteresztő felszíneknek és a csapadékelvezető csatornahálózatnak köszönhetően nagyon gyorsan lefolyik, így a városban a párolgás rövidebb ideig tart és kisebb mértékű, mint a városkörnyéki területeken. Ezáltal a városban a relatív nedvességtartalom is kisebb lesz.
A felszín másik fontos hatása a sugárzási paraméterek módosulásában nyilvánul meg. Azt, hogy egy adott felszín a ráeső napsugárzást milyen mértékben nyeli el, illetve veri vissza, a felszín tulajdonságai döntően meghatározzák (11.1. táblázat). A változatos felszín, a nagyobb érdesség miatt a város felett nagyobb a súrlódás, ami a szélsebesség csökkenéséhez és a turbulencia fokozódásához vezet.
11.1. táblázat. A különböző felszínborítottságokra jellemző albedók és emisszivitási együtthatók értékei (Oke, 1987). Az albedó definíció szerint a visszavert és a beérkező rövidhullámú sugárzás
Emisszivitás (ε) Albedó (α)
Felszíntípus
0,98-
0,05-Csupasz talaj (sötét, nedves)
0,90 0,40
(világos, száraz)
0,84-0,91 0,20-0,45
Sivatag
0,90-
0,16-Fű hosszú (kb. 1 m magasságú)
0,95 0,26
rövid (kb. 0,02 m magasságú)
0,90-0,99
Mindezek hatására megváltoznak a hőháztartási viszonyok: a város területén hőmérsékleti többlet alakul ki. Ezt kiegészíti az is, hogy a levegőszennyezés hatására fokozódik a különféle üvegházgázok koncentrációja a város fölött, ami erősíti az üvegházhatást.
11.1. A sugárzási viszonyok alakulása a városok területén
A sugárzási paraméterek közötti összefüggéseket az energiaegyenleggel írhatjuk le (Landsberg, 1981):
(11.1) ahol
QNa nettó energiamérleg
QIa felszínre jutó lefelé irányuló rövidhullámú sugárzás α a felszín albedója
QL↓a lefelé irányuló hosszúhullámú sugárzás QL↑a felfelé irányuló hosszúhullámú sugárzás
QTa talajhőáram (városok esetén a talaj szerepét a felszíni burkolat tölti be) QSa szenzibilis hőáram
QLa látens hőáram
QAaz antropogén eredetű hő
A városi klíma jellemzői
A felszín eltérő sugárzási tulajdonságai és a légszennyezettség következtében a városokban a fenti egyenlet minden egyes paramétere eltér a városon kívül tapasztalható értéktől. A Napból érkező rövidhullámú sugárzás egy részét a levegő bizonyos részecskéi elnyelik, illetve szórják. Mivel e részecskék mennyisége a levegőszennyezés következtében a város felett nagyobb, ezért a városi felszínre kevesebb direkt napsugárzás jut el, mint az azt körülvevő területekre, ugyanakkor a szórt sugárzás aránya megnő a felszínre jutó rövidhullámú sugárzáson belül (QI). A sugárzás csökkenésének mértéke változó, függ az évszaktól, a napmagasságtól és a légszennyező anyagok koncentrációjától. Kisebb napmagasság esetén nagyobb a veszteség. A felszínre jutó rövidhullámú sugárzás (QI) mennyisége általában 2-10%-kal kevesebb a városokban, mint azokon kívül (Peterson és Stoffel, 1980).
Oke (1982) kutatásai szerint közepes földrajzi szélességeken a városok albedója 5-10%-kal kevesebb, mint a városkörnyéki területeké. E két hatás eredőjeként a rövidhullámú sugárzás egyenlege alig tér el egymástól a városban és az azon kívüli területeken, hiszen amennyivel kevesebb rövidhullámú sugárzás jut le a város felszínére, körülbelül annyival kevesebb a visszavert sugárzás mennyisége is.
Városokban mind a lefelé, mind a felfelé irányuló hosszúhullámú sugárzás megnövekszik. E módosulásokat nem csupán a légszennyező anyagok megnövekedett koncentrációja és a városi felszín alacsonyabb emisszivitása okozza, hanem maga a városi hősziget is egy pozitív visszacsatolást eredményez. Ugyanis a felszín által kisugárzott hosszúhullámú sugárzás (QL) a Stefan–Boltzmann-törvény értelmében a felszínhőmérséklet negyedik hatványával arányos. Tehát ha a város felszínének hőmérséklete meghaladja a környék felszínének hőmérsékletét, akkor e sugárzás értéke is nagyobb lesz a városban. Az üvegházhatás következtében a légszennyezőanyag részecskéiről e sugárzási áramnak jelentős része visszasugárzódik a földfelszín felé, és nappal ennek a lefelé irányuló hosszúhullámú sugárzásnak a mennyiségét tovább növeli a napsugárzás hatására felmelegedett légrészecskék hőmérsékleti sugárzása (Oke, 1982). Mivel a városokban mind a felfelé, mind a lefelé irányuló hosszúhullámú sugárzás növekszik, ezért e kettő különbsége – a hosszúhullámú sugárzási egyenleg – a rövidhullámú sugárzási egyenleghez hasonlóan alig különbözik a városi és vidéki területeken. Mindezekből pedig az is következik, hogy a városi és a városkörnyéki teljes sugárzási egyenleg különbsége sem nagy, Oke (1982) vizsgálatai szerint kevesebb, mint 5%.
Ahogy az (11.1) egyenlet mutatja, a földfelszín energiamérlege megadható a szenzibilis, a látens és a talajhőáramok, valamint az antropogén eredetű hő összegeként. E hőáramoknak a teljes sugárzási egyenleghez viszonyított arányának jellemző értékeit tartalmazza a 11.2. táblázat.
11.2. táblázat. A talaj- (QT), a szenzibilis (QS) és a látens (QL) hőáramok aránya a teljes sugárzási egyenleghez (QN) viszonyítva (Oke, 1982)
QL/QN
A 11.2. táblázatból leolvasható, hogy az energia megoszlása városban és vidéken teljesen eltérő. A felszínalatti rétegek felé történő talajhőáramnak a teljes sugárzási egyenleghez viszonyított aránya a városban közel kétszerese a vidékinek. Ez azzal függ össze, hogy a város hőtározó képessége jóval nagyobb, mint az azt körülvevő területeké, aminek oka bizonyos építőanyagok nagy hővezető képessége (k) és hőkapacitása (C). E két paraméter szorzata együtt határozza meg az adott anyag μ termális tehetetlenségét (termális inerciáját):
(11.2) A termális tehetetlenség értéke városban nagyobb, mint annak környékén, és ez eredményezi a talajhőáramok közti jelentős eltérést. Hafner és Kidder (1999) szerint ez az eltérés a városi hősziget kialakulásának fő oka (a városban a talaj szerepét a felszíni mesterséges burkolatok töltik be).
A hőmérsékletváltozás napi menete a növényzettel borított talajban mintegy 20-40 cm-es, míg betonburkolatban 80-100 cm-es mélységig érzékelhető (Landsberg, 1981).
A szenzibilis és látens hő arányában nagyon komoly város és vidék közötti eltérés adódik abból, hogy a városban a rendelkezésre álló nedvesség általában kevesebb, mint annak környékén. Így kevesebb energia fordítódik párolgásra, több hő jelenik meg szenzibilis formában, és kisebb lesz a látens hő aránya.
A városi klíma jellemzői
Egy város energiamérlegében fontos szerepet játszik az antropogén eredetű hőáram. E komponens meghatározása igen nehéz, hiszen az emberi hőkibocsátás számtalan tényező függvénye. Függ például az évszaktól, a napszaktól, attól, hogy az adott város mennyire fejlett iparilag, hogy mekkora az átlagos gépkocsiforgalom, és hogy milyen az időjárás. Budapesten a hetvenes évek elején az átlagos antropogén energia-áramsűrűség 43 W/m2volt (Landsberg, 1981; Helbig et al., 1999), de ez természetesen nagy időbeli és térbeli változékonyságot mutat. Az antropogén hőnek egyik speciális komponense az emberi és állati anyagcsere során felszabaduló hő, az ún. metabolikus hő.
Ez egy egymillió lakossal rendelkező város esetében a teljes energiamérlegnek legfeljebb 3-4%-át alkotja, de a legtöbb esetben 1% alatt marad, ezért e komponens általában elhanyagolható (Landsberg, 1981). Sokkal jelentősebb mértékű ennél az ipar, a közlekedés, a fűtés és légkondicionálás révén felszabaduló energia.
11.2. A városok vízháztartási egyenlege
A városi területeken a vízháztartási egyenleg jelentősen módosul. Az egyenleget az alábbi formában írhatjuk fel:
(11.3) P + F + R = ET + Rn+ S + An
ahol a bevételi oldalon áll P a csapadék, F az égés során felszabaduló vízmennyiség, valamint R a városok által felhasznált folyók vizéből származó vízkivétel. A kiadási oldal tagjai: az ET párolgás (evapotranszspiráció), az Rn
nettó lefolyás (az érkező és távozó folyóvizek különbsége), az S felszínen és a felszín alatt tárolt vízmennyiség, valamint az Annettó nedvességadvekció (a városba érkező és onnan távozó horizontális vízgőz szállítás).
A vízmérleg tagjai közül a városon kívüli területeken nem jelentkezik a fokozott energiatermelés hatására megjelenő F és a városi vízfelhasználást reprezentáló R tag, viszont elsősorban a mezőgazdasági területeken az öntözés jelenthet pluszforrást a városokhoz képest. A városi területek párolgása egyértelműen kisebb a városon kívüli területekhez viszonyítva, mivel a növényzettel borított felszín helyett kevéssé vízáteresztő mesterséges felszínek, tető- és útburkolatok az általánosak. A légkörből érkező csapadékvíz a csatornázás miatt nem marad a felszínen, ezért sem válhat a párolgás a természetes felületekhez hasonló mértékűvé. Az S felszíni és felszín alatti tározási tag ugyancsak kisebb a városokban, mint a városokon kívül hasonló okok miatt. Mindezek eredményeképpen tehát az Rnvárosi lefolyás nagyobb a városok területén.
11.3. A légáramlás módosulása a város területén
A felszín tagoltsága, a nagyobb felszínközeli súrlódás következtében a városokban a szélsebesség általában csökken.
Landsberg (1981) kutatásai szerint az évi átlagos szélsebesség a felszín közelében 20-30%-kal, a heves széllökések sebessége 10-20%-kal mérséklődik. Ez azonban nem minden esetben észlelhető. Ha a nagytérségű szél sebessége csekély, akkor a város által okozott nagyobb termikus és mechanikus turbulencia a mozgásmennyiség nagyobb mértékű függőleges kicserélődésével a felszín közeli szélsebesség fokozódásához vezet. A budapesti vizsgálatok tanúsága szerint a városközpontban a háztetőszint fölött a szélsebesség csökkenése a városkörnyéki értékhez képest csak akkor következik be, ha az utóbbi az 1,5-3,5 m/s-ot meghaladja (Probáld, 1974).
A nagyvárosok légáramlási képének egyik jellegzetes törvényszerűsége a városi hősziget hatására létrejövő sajátos városi szélrendszer, az ún. „friss levegőt hozó szellő”. A friss levegőt hozó szellő termikusan indukált helyi szélrendszer, amit a városi és a vidéki környezetek energiaháztartásbeli eltérése által keltett nyomásgradiens hoz létre (Probáld, 1974). Az energiaháztartás egyensúlykülönbsége kritikus mértékűvé elsősorban gyenge légáramlású és erős besugárzással járó anticiklonális időjárási helyzetekben válik.
Erős városi hősziget esetén, a talajközeli légáramlások a város pereme felől a város közepe felé konvergálnak. A magasabb légrétegekben (150-200 m fölött) ellentétes irányú cirkuláció fejlődik ki. Ez a légkörzés alkalmas lehet a városi belterület szennyezettebb levegőjének felfrissítésére, de csak akkor képes ezt a pozitív hatást kifejteni, ha megfelelő ventillációs folyosók (zöld folyosók, folyómedrek, utak, vasúti pályák) biztosítják a levegő cseréjét (Szepesi, 1981).
A városi hősziget kialakulása és erőssége jelentős mértékben függ a szélsebességtől. Az a kritikus szélsebesség, amely fölött már nincs lehetőség önálló városi hősziget kialakulására, erősen függ a város méretétől. Budapesten ez az érték 10 m/s körül alakul (Szepesi és Schirokné, 1999). Budapesten a hegyvidéki és a Duna-parti mérőhelyek
A városi klíma jellemzői
kivételével a 10 m/s fölötti szélsebességek gyakorisága legfeljebb 1%, tehát ritkán fordul elő, hogy a szél miatt nem alakul ki a városi hősziget (Dezső, 2000).
11.4. A városi és városon kívüli területek éghajlatának különbségei
A sugárzási, vízháztartási és áramlási viszonyok hatására az egyes meteorológiai állapothatározók jelentős mértékben módosulnak a városi környezetben. A legfontosabb éghajlati hatásokat a 11.3. táblázatban foglaljuk össze.
11.3. táblázat. A városi éghajlatmódosító hatás érvényesülése a különböző meteorológiai állapothatározók esetén (Briggs et al., 1997 nyomán)
Városi környezetben a felszínre érkező napsugárzás a nagyobb légszennyezettség hatására jelentős mértékben csökken a környező területekhez képest. A csökkenés teljes évre vonatkozó mértéke meghaladja a 20%-ot, ennél nagyobb a téli időszakban, akár a 30%-ot is meghaladhatja. A hőmérséklet esetén a városi hősziget hatás miatt a városokban melegebb éghajlati viszonyok jellemzők, mint a vidéki régiókban. A téli hőmérsékleti többlet átlagosan mintegy 3 °C, melynek pontos mértéke a város méretétől és a városi lakosok számától a beépítettségi típus függvényében adható meg. Oke (1973) vizsgálatai alapján a városi lakosság és a maximális városi hősziget intenzitás között logaritmikus arányosságot talált.
A hősziget horizontális szerkezete elsősorban a felszín anyagától és a beépítettségtől függ. A parkok és tavak viszonylag hidegebbek, míg az ipari területek, lakótelepek, hivatali és kereskedelmi negyedek relatíve melegebbek (11.2. ábra). A felszín anyaga és a hőmérséklet közötti korreláció jóval erősebb, ha műholddal érzékelt felszínhőmérsékleti adatokat veszünk figyelembe, mint ha a 2 méter magasságban mért léghőmérsékleti adatokkal számolunk (Roth et al., 1989).
11.2. ábra: A városi hősziget szerkezete és kapcsolata a városszerkezettel.
A városi klíma jellemzői
A relatív nedvesség a magasabb városi hőmérséklet miatt néhány százalékkal alacsonyabb a városon kívüli területekhez viszonyítva. A város központi területein erőteljesen felmelegedő felszín hatására a csapadék több mint 10%-kal nagyobb a városi területek felett (Briggs et al., 1997), melyet elsősorban a konvektív folyamatok hatására kialakuló gyakoribb zivatartevékenység magyaráz. A nyári időszakban akár 30%-kal is több zivatar jelentkezhet a városokban, mint a városokon kívül.
Ellenőrző kérdések
1. Jellemezze a települést övező természetes környezethez képest észlelhető módosulások ok-okozati összefüggéseit!
2. Hasonlítsa össze a természetes és mesterséges felszínek jellemző albedóit!
3. Milyen tagok szerepelnek a sugárzási paraméterek közötti összefüggéseket leíró energiaegyenlegben?
4. Írja fel a vízháztartási egyenleget a városi területekre?
5. Hogyan módosul a városokban az áramlási mező?
6. Mi a különbség a városi éghajlatmódosító hatás különböző meteorológiai állapothatározókra vonatkozó érvényesülésében a hideg és a meleg évszakban?
A városi klíma jellemzői
12. fejezet - A városi hősziget és az épített környezet sajátosságai
A városklíma egyik legjellegzetesebb jelensége a városi hősziget, melyet intenzitásával jellemezhetünk. E hősziget-intenzitás a városi és városkörnyéki hőmérséklet különbségeként definiálható. Ennek meghatározása sokféle módon történhet. A számítás módja elsősorban az adatfelvétel módjától és a városra vonatkozó adatok mennyiségétől függ. Például ha csak egy városi állomás és egy városon kívüli referenciaállomás 2 méteres magasságban mért léghőmérsékleti adatai állnak rendelkezésre, akkor a hősziget intenzitása értelemszerűen e kettő különbségeként határozható meg. Teljesen más módszereket kell alkalmazni abban az esetben, ha egy városról és annak környékéről egy műholdas mérésekből meghatározott, folytonosnak tekinthető felszínhőmérsékleti mező, illetve ha gépkocsis mérések segítségével egy szabályos rácshálózat mentén végzett mérések eredményei állnak rendelkezésre. Ilyenkor statisztikai eszközök felhasználásával határozható meg a hősziget erősségére jellemző érték.
A 12.1. ábrán Chicago belvárosának példáján láthatjuk a különböző mesterséges felszínburkolatok hőmérsékletét összehasonlító szimulációt. A sárgás árnyalatok jelölik a magasabb felszínhőmérsékleteket, a lilás árnyalatok az alacsonyabbakat. Jól látszik az épületek árnyékolásának hatása. A közvetlenül a tóparton található épületek meleg felszínűek az erős közvetlen besugárzás miatt, az épületek jobb oldala pedig a balról érkező napsugárzás miatt hűvösebb, mint a bal oldala.
12.1. ábra: Egy nagyváros hőmérsékleti viszonyainak szimulációja, Chicago, 2008.
Ebben a fejezetben a városi hőszigettel kapcsolatos információk mellett áttekintjük az épületek mikroklímáját, s a klímaváltozás hatásait a városi környezetve. Szót ejtünk a változó körülményekhez való alkalmazkodás módszereiről, illetve a városi hősziget hatást mérsékelő lehetőségekről.
12.1. A városi hősziget
A hősziget intenzitása függ a szinoptikus helyzettől, az évszaktól, a napszaktól, a beépítettségtől és a felszín anyagától. A hősziget kialakulásának a szélcsendes, derült időjárás kedvez, ilyen feltételek mellett alakul ki a legnagyobb hőmérsékletkülönbség a város és annak környéke között. A hősziget általában nyáron intenzívebb, mint télen (Oke, 1982).
A műholdak által meghatározott sugárzási felszínhőmérséklet és a 2 méteres magasságban mért léghőmérséklet napi menetében különbség tapasztalható (12.2. ábra). A léghőmérsékleti adatokból meghatározott városi hősziget általában napnyugta után 2-3 órával a legintenzívebb, a felszínhőmérsékleti adatokból meghatározott hősziget intenzitása viszont napközben, dél körül a legnagyobb (Roth et al., 1989; Gallo et al., 1993). A két hőmérséklet különbségének több oka van. Az egyik legfontosabb, hogy a felszínhőmérséklet a felszín energiaháztartási mérlegétől, a léghőmérséklet pedig a légtömeg fluxusdivergenciájától függ, amit az advekció befolyásol. A különbség másik fontos oka az, hogy a műhold a földfelszínről érkező hosszúhullámú sugárzásnak csak bizonyos szögből érkező részét észleli (pl. ha a műhold a földfelszínhez képest zenitben van, akkor csak a vízszintes felületeket „látja”), tehát az aktív felület, mely a különféle energiaszállító folyamatokban részt vesz, sokkal nagyobb, mint amit a műhold „lát” (Soux et al., 2004; Voogt, 2008). A függőleges falak és a fák lombkoronája alatti területek
„láthatatlanok”. Sűrűn beépített területek esetén az aktív felület 2-3-szorosa is lehet annak a területnek, melynek sugárzását a műhold érzékelni képes. Nagy napmagasság esetén a vízszintes felületek jobban felmelegednek, mint a függőlegesek, viszont a léghőmérséklet kialakulásáért felelős energiaszállító folyamatokban a teljes városfelszín szerepet játszik. Ezért a felszínhőmérséklet általában magasabb és nagyobb szórású, mint a 2 méteres magasságban mért léghőmérséklet (Roth et al., 1989). A különböző kutatások szerint a műholdakkal észlelt felszínhőmérséklet és a 2 méteres magasságban mért léghőmérséklet közötti korreláció 0,7–0,8 (Nichol, 1996; Ben-Dor és Saaroni, 1997).
12.2. ábra: A városi hősziget nappali és éjszakai keresztmetszete a léghőmérséklet és a felszínhőmérséklet alapján.
(EPA nyomán)
A hősziget horizontális szerkezete elsősorban a felszín anyagától és a beépítettségtől függ. A parkok és tavak viszonylag hidegebbek, míg az ipari területek, lakótelepek, hivatali és kereskedelmi negyedek relatíve melegebbek.
A felszín anyaga és a hőmérséklet közötti korreláció jóval erősebb, ha a műholddal érzékelt felszínhőmérsékleti adatokat vesszük figyelembe, mint ha a 2 méter magasságban mért léghőmérsékleti adatokkal számolunk (Roth et al., 1989).
Ideális esetben a város fölött ún. városi hőkupola jön létre. A valóságban e hőkupola szerkezetét a szél módosítja.
A város feletti légtér két rétegre osztható (Oke, 1982):
• a városi tetőszint rétege (UCL, Urban Canopy Layer): a felszíntől az átlagos háztetőszint magasságáig terjed,
• a városi határréteg (UBL, Urban Boundary Layer): a tetőszinttől a zavartalan atmoszférikus határrétegig terjed, ahol a légmozgást nem befolyásolja már a felszín zavaró hatása.
Az UBL vastagsága nappal átlagosan 500-1500 m, míg éjszaka 100-300 m, mely függ a szenzibilis hőáramtól és a légtömeg stabilitásától. A hősziget vertikális szerkezetét a 12.3. ábra a nappali órákra, a 12.4. ábra éjszakára vonatkozóan mutatja be.
A városi hősziget és az épített környezet sajátosságai
12.3. ábra: A városi hősziget vertikális szerkezete a nappali órákban (Stull, 1989 nyomán), a potenciális hőmérséklet vertikális menete látható a városon kívül és a hősziget központi térségében
12.4. ábra: A városi hősziget vertikális szerkezete éjszaka (Stull, 1989 nyomán), a potenciális hőmérséklet vertikális menete látható a városon kívül és a hősziget központi térségében
A városi hősziget kialakulását számos tényező befolyásolja. A hősziget kialakulásáért közvetlenül valamilyen
A városi hősziget kialakulását számos tényező befolyásolja. A hősziget kialakulásáért közvetlenül valamilyen